Die Wirkung des Klimas auf den Wald

Das Untersuchungsgebiet zeigt im Sommer deutliche mediterrane Züge. Relativ beständige Witterungsabschnitte mit entsprechender Insolation wechseln mit Gewittern und intensiven Niederschlägen. Im Spätherbst führen Tiefdruckgebiete im oberitalienischen Raum zu hohen Niederschlägen, die bereits wiederholt Überschwemmungen auch im Drau- und Gailtal hervorgerufen haben. Im Winter dominiert in tieferen Lagen (Becken) kontinentales Klima.
Die Landschaftsräume, die sowohl im Lee des Alpenhauptkammes als auch im Lee der Karnischen Alpen und Karawanken liegen, erhalten relativ wenig Niederschlag. Dazu gehören das Mettnitz- und Lavanttal. Am westlichen Fuß der Saualpe (Krappfeld –Friesach) wird mit weniger als 750 mm das Minimum in Kärnten erreicht (Tschernutter 1982). Das Niederschlagsregime zeigt in den Südalpen (Raumumgrenzung nach Harlfinger 1999) grundsätzlich eine höhere Variabilität, wobei die Niederschlagsintensitäten deutlich über dem Österreichdurchschnitt liegen.

Die mittlere Wintertemperatur in den Südalpen liegt bis in eine Seehöhe von 1000 m bis zu 1,2 °C unter derjenigen des inner- und nordalpinen Raums. Die Anzahl der Frosttage liegt in Seehöhen bis zu 700 m unter jener des westlichen inneralpinen Raums, aber schwach über jener des nordalpinen Raums. Die Anzahl der Vegetationstage ist mit jenen des nordalpinen Raums vergleichbar und liegt aber unter jener des westlichen inneralpinen Raums. Die Wärmesumme liegt bis 1000 m Seehöhe über jener des nordalpinen Raums. Die Niederschläge des Sommerhalbjahres liegen deutlich unter jenen des nord- und westlich-zentralalpinen Raums (Harlfinger 1999).

Wuchsgebiet 6.1 Südliches Randgebirge

Die Berglagen der österreichischen Südalpen unterscheiden sich klimatisch von den Nordalpen dadurch, dass sie den im Sommerhalbjahr vorherrschenden Nordwestströmungen gegenüber schon weitgehend abgeschirmt, dafür aber südlichen Strömungen aus dem Mittelmeer offen sind. Bei fast gleichen Niederschlagshöhen, ergibt sich dadurch ein anderer Niederschlagsgang sowie eine gewisse thermische Begünstigung (Zukrigl et al 1989).

Luftfeuchtigkeit und Niederschläge sind hoch mit Trend zum submediterranen Herbstmaximum. Die Jahresniederschlagssummen liegen im sub- bis tiefmontanen Bereich bei 1200 bis 1500 mm und steigen in den Kammlagen der Karawanken auf bis zu 2000 mm, in den Karnischen Alpen auf bis zu 2500 mm an. Örtlich sind erhebliche Abweichungen von den Durchschnittswerten durch orographisch bedingte Strömungskonvergenzen möglich (Kilian et al 1993).

Die Karawanken sind die Region mit den stärksten Niederschlägen im Seehöhenbereich von etwa 600 bis 1200 m. Allerdings ist eine Differenzierung in West-Ost-Richtung zu bemerken (Tschernutter 1982). Stauwetterlagen aus dem Süden bzw. Südwesten bewirken eine Zweigipfeligkeit der Niederschläge mit einem Spätherbst- und einem sekundären Frühjahrsmaximum anstelle des einfachen Sommermaximums. Die Zahl der Tage mit Niederschlag von mindestens 0,1 mm ist in den Karawanken mit 136-148 höher als in den Karnischen Alpen (127-135), ebenso die Zahl der Tage mit Gewittern (28-36 gegenüber 23-29) (Troschl 1980).

Konvektive Starkniederschläge für 60 Minuten bei einem Wiederkehrintervall von 10 Jahren erreichen in den Karnischen Alpen Werte von 50 mm im westlichen Teil und 85 mm im östlichen Teil. In den Karawanken werden Werte von 65 bis 85 mm erreicht. Die extremsten beobachteten Tagesniederschläge von 1961-1990 betragen 100-200 mm. Bei den für die Südalpen im Frühjahr und Herbst charakteristischen Starkniederschlägen können extrem hohe Tagesmengen erreicht werden (bis zu 20% des mittleren Jahresniederschlags). Am Naßfeld wurde am 30.07.1985 der Rekordwert von 286 mm gemessen. Die höchsten Tagesniederschlagsmengen sind für gewöhnlich im August oder September zu verzeichnen. Die größten Monatsniederschläge konzentrieren sich auf Juli und August (BMLFUW 2003).

Im Lesachtal westwärts gegen die Zwischenalpen nehmen die Niederschlagssummen vor allem durch Verringerung der Herbstniederschläge rasch ab. Das Herbstmaximum ist in den Karnischen Alpen stärker ausgeprägt als in den Karawanken.

Sehr wesentlich für die Waldvegetation besonders der höheren Lagen ist die Schneedecke. In den Tallagen der Karawanken und Karnischen Alpen liegt in Durchschnittsjahren zwischen 90 und 133 Tage Schnee, in den höheren Lagen, verbreitet in den Karnischen Alpen, an über 200 Tagen. Die mittleren maximalen Schneehöhen erreichen in den Tallagen der Karnischen Alpen zwischen 70 und 90 cm, im Lesachtal knapp 100 cm und in den Karawanken zwischen 64 und 93 cm. Naturgemäß steigen sie mit zunehmender Höhe stark an und erreichen etwa in den Karnischen Alpen in 1500 m Höhe 260 cm. Die mittlere Jahressumme der Neuschneehöhen erreicht Werte von 1,5 bis über 10 m. Die mittlere Dauer der Winterdecke beträgt 60 bis 200 Tage (BMLFUW 2003). Die hohe und lange Schneelage, die eine lange Abschmelzzeit erfordert, verkürzt natürlich die Vegetationszeit. Groß ist auch die mechanische Wirkung einer hohen Schneelage, besonders an steilen Hängen und bei schon milden Temperaturen auf die Waldbäume. Sie führt zum charakteristischen Säbelwuchs vieler Hochlagenbestände (Zukrigl et al. 1989).

In den sub- bis mittelmontanen Höhenstufen ist die Monatsmitteltemperatur des kältesten Monats die niedrigste aller österreichischen Wuchsgebiete während die Sommertemperaturen sind relativ hoch sind. Im Montanbereich, besonders zwischen rund 900 und 1300 m kann für südostalpine Standorte ein im Durchschnitt um gut 1°C höheres Jahresmittel der Lufttemperatur als in den Nordalpen angenommen werden. Die Temperatursummen der Vegetationszeit in der Montanstufe sind um rund 300°C höher als auf der Nordseite. Noch höher als solche Summenwerte dürfte die Wirkung der langen relativen Sonnenscheindauer auf die Vegetation zu veranschlagen sein, da Waldbäume stärker auf einen mittägigen Wärmestoß reagieren als auf Temperatursummen (Stelzer 1981). Gegenüber den Nördlichen Randalpen sind die Höhenstufen sind um 100 - 200 m nach oben gerückt (Kilian et al 1993). Grund sind die südlichere Lage, südliche Luftströmungen und die Leelage gegenüber nordwestlichen Strömungen (Troschl 1980). Das Jahresmittel der Lufttemperatur liegt zwischen -2 °C in den Zentralbereichen der Karnischen Alpen (auf einer Seehöhe bis 2780 m) und 8°C im Gailtal (auf einer Seehöhe von 580 m). Dass in Südkärnten der Herbst mit zunehmender Höhe eine Verlängerung erfährt und somit auch die Vegetationsperiode bedeutend länger ausfällt, wie Franz (1979a) ausführt, ist auf Basis der heutigen Datenlage nicht haltbar.

Die Globalstrahlungssummen liegen im Süden des Alpenhauptkammes um 15 % höher als im Norden. Die Getreidegrenze liegt bei 1200 m (Stelzer 1981).

Die mittlere Dauer von Trockenperioden ist vier bis fünf Tage, innerhalb der Vegetationsperiode drei bis vier Tage. Die mittlere maximale Dauer von Trockenperioden erstreckt sich über 22 bis 26 Tage (10 bis 14 Tage in der Vegetationsperiode) in den Karawanken und 24 bis 30 Tage (12 bis 16 Tage in der Vegetationsperiode) in den Karnischen Alpen. Die mittlere potenzielle Jahresverdunstung erreicht Werte von 300 mm in den höchsten Lagen bis zu 625 mm in Tallagen (BMLFUW 2003). Somit herrscht ein deutlicher Wasserüberschuss von bis zu 2000 mm pro Jahr.

Die Wind- und Sturmhäufigkeit in den Südalpen ist wesentlich geringer als am Alpennordrand. Die häufigste Windrichtung ist SW. Besonders im Herbst gibt es häufig Föhn (Zukrigl et al 1989).

Wuchsgebiet 6.2 Klagenfurter Becken

Im Winter dominiert in tieferen Lagen kontinentales Klima. Warme Sommer und kalte Winter mit ausgeprägten winterlichen Inversionslagen und extremen Temperaturminima (Jännermittelwerte zwischen -5 bis -4°C) kennzeichnen den Klimaverlauf. Die mittlere Jahresschwankung der Temperatur beträgt bis zu 23°C. Das Klagenfurter Becken gehört neben dem Lungau und dem Lienzer Talkessel zu jenen Landschaftsräumen, die eine hohe Inversionspersistenz aufweisen. Deshalb liegt auch die Schneedecke relativ lange in den Beckenlagen, obwohl die Winterniederschlagsmenge eher gering ausfällt. Die beständigen Kaltluftansammlungen führen zu entsprechend tiefen Wintertemperaturen und begünstigen im Klagenfurter Becken die Hochnebelhäufigkeit (Harlfinger 1999). Im Winter liegt die Inversion im Klagenfurter Becken im Mittel bei 900 m Seehöhe. Detaillierte Analysen ergaben, dass sich die Inversionen vorwiegend in den Höhenbereich von 200 bis 300 m und noch ausgeprägter zwischen 500 und 600 m über Grund bilden (Kaiser 1984). Die über die Inversionsgrenze bei etwa 550 m Seehöhe ragenden Hügel- und Hanglagen, insbesondere die Südhänge am Nordrand des Beckens und zum Unteren Lavanttal sind sehr mild geprägt, mit hoher Sonneneinstrahlung und langer Vegetationsperiode.
Inversionsanfällige Landschaften weisen aber nicht nur eine tiefere Wintertemperatur als Hang- oder Kuppenlagen auf, sondern neigen auch im übrigen Jahr zu einer Kaltluftseebildung, allerdings mit geringerer Ausprägung. Untersuchungen über den Zusammenhang zwischen der Wintertemperatur und Spät- bzw. Frühfrösten ergaben daher wenig überraschend eine recht eindeutige Abhängigkeit. Dem oben Gesagten entsprechend ist die Anzahl der Frosttage im Klagenfurter Becken tiefmontan die höchste aller österreichischen Wuchsgebiete, während sie mittel- und hochmontan die geringste ist. In den sub- bis mittelmontanen Höhenstufen ist die Monatsmitteltemperatur des kältesten Monats eine der niedrigsten aller österreichischen Wuchsgebiete.
Bezüglich der Dauer der Vegetationsperiode jedoch gehört das Klagenfurter Becken zu den am meisten begünstigten Wuchsgebieten Österreichs.

Die höheren Niederschläge entsprechen der Randalpenlage. Sie schwanken in sub- bis tiefmontanen Lagen zwischen 700 bis 1300 mm, mittelmontan bis 1500 mm, sind am Karawankenrand am höchsten und nehmen gegen Norden und Osten zu ab.
Das Klagenfurter Becken gehört zu den gewitterreichsten Zonen Österreichs, sommerlicher Hagelschlag ist häufig. Die Niederschlagsverteilung ist illyrisch getönt, in den Beckenlagen sind sommerliche Trockenperioden häufig, in den Hanglagen ist die Tendenz zur Ausbildung sekundärer Niederschlags-Maxima erkennbar. Durch diese Niederschlagsverhältnisse unterscheidet sich das Klagenfurter Becken besonders in südlichen und westlichen Gebieten deutlich von den zentralen inneralpinen Beckenlagen; nur in den nördlichen Bereichen (Krappfeld, Unteres Lavanttal) herrschen mehr zentralalpine Niederschlagsverhältnisse (Kilian et al 1993).

Konvektive Starkniederschläge für 60 Minuten bei einem Wiederkehrintervall von 10 Jahren erreichen Werte von 65 bis 70 mm, im Bereich der Gerlitzen bis 80 mm. Die extremsten beobachteten Tagesniederschläge von 1961-1990 betragen 75-150 mm, in Klagenfurt beispielsweise 98 mm. Die größten Tagesniederschlagsmengen sind für gewöhnlich im August (Norden) oder September (Süden) zu verzeichnen. Die größten Monatsniederschläge konzentrieren sich auf Juli und August (BMLFUW 2003).

Die mittlere maximale Neuschneehöhe erreicht Werte von 25 bis 100 cm. Die Jahressumme der Neuschneehöhen beträgt 0,5 bis 4 m. Die mittlere Dauer der Schneedecke erstreckt sich über 50 bis 150 Tage (ebenda).

Die Saisonalität der größten Monatsabflüsse der Fließgewässer erstreckt sich von Mai bis Juni. Die Jahreshöchstwässer sind von August bis September, entlang der Drau im Juli zu erwarten (ebenda).

Das Jahresmittel der Lufttemperatur erreicht Werte von 6-10 °C. Die mittlere Dauer von Trockenperioden ist vier bis fünf Tage, innerhalb der Vegetationsperiode drei bis vier Tage. Die mittlere maximale Dauer von Trockenperioden erstreckt sich über 22 bis 28 Tage, innerhalb der Vegetationsperiode 12 bis 16 Tage. Die mittlere potenzielle Jahresverdunstung beträgt 550-650 mm (ebenda). In Extremjahren kann es zu Engpässen im Wasserhaushalt kommen, da der Niederschlag in tiefen Lagen teilweise nur 700 mm pro Jahr beträgt.

Klimatrends und -prognosen

Die Prognostizierbarkeit von Klima ist ein sehr komplexes Problem. Die Wirkung der Treibhausgase wird teilweise von anderen Luftverunreinigungen wieder gemindert. Auch der Anteil von Wasserdampf hat in unterschiedlichen Luftschichten unterschiedliche Wirkungen auf den Treibhauseffekt, und die ausgleichende oder verstärkende Wirkung von warmen und kalten Meeresströmungen ist noch nicht vollständig erforscht. Während auf globaler Ebene die Prognosemodelle schon sehr ausgereift sind, sind lokale oder regionale Klimamodelle noch in der Entwicklung (Kirchmeir et al 2000).

Seitdem sich auf der Erde eine Atmosphäre ausgebildet hat, unterliegt diese klimatischen Schwankungen. Die unterschiedliche physikalische Zusammensetzung der Atmosphäre, Intensitätsschwankungen der einfallenden Sonnenstrahlung, die Änderungen in der Bodenbedeckung und andere Faktoren bilden ein Faktorengefüge, das seit jeher das Klima beeinflusst hat (ebenda).

Trotz starker Schwankungen der Temperaturkurve zeigt sich vor allem in jüngster Zeit ein deutlicher Erwärmungstrend für die Global- oder Hemisphärenmitteltemperatur. Auch die Temperaturkurve für Österreich zeigt diesen Trend. Der Temperaturanstieg liegt hier seit 1850 mit circa 1°C sogar über dem weltweiten Durchschnitt von circa 0,6°C (Nobilis 1997, Oldfield 1999). Die langfristige Entwicklung der Niederschläge sowie ihre räumliche und zeitliche Verteilung sind noch nicht absehbar (Thomasius 1991).

Die in der Wissenschaft ebenso wie in den Medien heftig diskutierte globale Klimaerwärmung, die für die nächsten Jahrzehnte erwartet wird, hat möglicherweise eine markante Veränderung der Vegetationsverhältnisse zur Folge. Durch den langen Produktionszeitraum in der Forstwirtschaft stellt sich die Frage einer möglicherweise eintretenden Klimaerwärmung auf die Waldvegetation ganz besonders (Starlinger 1997).

Wärmere Temperaturen bedeuten zwar einerseits eine längere Vegetationsperiode, aber andererseits auch eine höhere Verdunstung. Bei gleich bleibenden oder abnehmenden Niederschlagsmengen ist daher mit einer Verknappung der Wasserbilanz in Beckenlagen zu rechnen: es würde trockener werden (Hager 1997). Der Anstieg des CO2-Gehaltes der Luft könnte theoretisch die höheren Transpirationsverluste der Pflanze mindern. Es könnte in kürzerer Zeit die für die Photosynthese notwendige Menge CO2 aufgenommen werden und die Spaltöffnungen könnten früher geschlossen und damit die Transpiration verringert werden. Die Auswirkungen einer „CO2-Düngung“ in Waldökosystemen sind vergleichsweise gering, da in der Regel nicht CO2 die limitierende Ressource ist (Körner 1993).

Ein mögliches Szenario für die Vegetationsentwicklung ergibt eine starke Änderung der natürlichen Baumartenzusammensetzung. Bei Baumarten, die ihren ökologischen Bereich überschreiten, ist mit Problemen bei Blüte, Fruktifikation oder Keimung zu rechnen. Ein flächiges Absterben ist allenfalls bei der Fichte an ihrer unteren Höhengrenze zu erwarten. Da nach wie vor die Annahme besteht, dass naturnahe bzw. artenreiche Ökosysteme gegenüber Störungen stabiler sind als künstliche, insbesondere wenn in letzteren die dominierende Baumart bereits heute am Rand ihrer physiologischen Möglichkeiten steht, wäre ein Umbau standortsfremder Bestände (Fichte) in naturnähere Laubwälder zu befürworten (Starlinger 1997).

Im Bereich waldbaulicher Maßnahmen sind zur Erhöhung des Anpassungspotenzials der Wälder an eine Klimaänderung grundsätzlich zwei verschiedene Ansätze möglich. Der erste Ansatz verfolgt die Vorwegnahme der künftigen Entwicklung beispielsweise durch Aufforstung mit jenen Baumarten, die bei einer erwarteten Erwärmung besser angepasst sind. Der zweite Ansatz verfolgt die Nutzung und Förderung vorhandener Anpassungspotenziale, welche durch die Anwendung geeigneter waldbaulicher Maßnahmen zur Unterstützung oder Beschleunigung dynamischer Prozesse genutzt werden können. Als waldbauliche Planungs- und Beurteilungseinheit auf ökologischer Basis bietet sich die potenziell natürliche Waldgesellschaft eines Standortes, trotz aller Einschränkungen hinsichtlich der raschen anthropogenen Veränderungen, als verlässliche Orientierungshilfe an (Müller 1997).

Referenzen

Aichinger, E. 1933: Vegetationskunde der Karawanken. Pflanzensoziologie Band 2, 329S.

BMLFUW (Hrsg.) 2003: Hydrologischer Atlas Österreichs. 1. Lieferung. Wien: Bundesministerium für Land- und Forstwirtschaft, Umwelt und Wasserwirtschaft. ISBN 3-85437-250-7.

Brunhold, C., Balsiger, P.W., Bucher, J.B., Körner, C. (Eds) 2001: Wald und CO2. Ergebnisse eines ökologischen Modellversuchs. Birmensdorf, Eidgenössische Forschungsanstalt WSL. Bern, Stuttgart, Wien; Haupt. 224 S.

Felbermeier, B., 1993: Einfluss von Klimaänderungen auf die Areale von Baumarten. Methodenstudie und regionale Abschätzung für die Rotbuche (Fagus sylvatica L.) in Bayern. Forstliche Forschungsberichte München : Schriftenreihe der Forstwissenschaftlichen Fakultät der Universität München und der Bayerischen Landesanstalt für Wald und Forstwirtschaft / Forstwissenschaftliche Fakultät, Universität München 134/1993, 134S.

Franz, W. 1979: Zur Soziologie der xerothermen Vegetation Kärntens und seiner angrenzenden Gebiete. - Unveröffentlichte Dissertation Universität Wien.

Hydrographischer Dienst in Österreich 1953: Die Niederschläge in Österreich im Zeitraum 1901-1950. - Beiträge zur Hydrographie Österreichs. Heft 27. Wien.

Hydrographischer Dienst in Österreich 1983: Die Niederschläge, Schneeverhältnisse und Lufttemperaturen in Österreich im Zeitraum 1971-1980. - Ebenda, Heft 46.

Kilian, W., Müller, F. & Starlinger, F. 1994: Die forstlichen Wuchsgebiete Österreichs. Eine Naturraumgliederung nach waldökologischen Gesichtspunkten. FBVA-Berichte Heft 82, 62S.

Kirchmeir, H., Jungmeier, M., Herzog, E. & Grabherr, G. 2000: Der Wald im Klimawandel - Am Beispiel des sommerwarmen Ostens Österreichs. Fonds zur Erhaltung der natürlichen Ressourcen Österreichs (Hauptverband der Land- u. Forstwirtschaftsbetriebe Österreichs, WWF Österreich) & Bundesministerium f. Bildung, Wissenschaft und Kultur (Hrsg.), Eigenverlag, Klagenfurt, 256S.

Körner, Ch. 1993: CO2 Fertilization: The Great Uncertainty in Future Vegetation Development. In: Solomon, M. & Shugart, H. H.: Vegetation dynamics & Global Change, Chapman&Hall, New York, 53-70.

Kräuchi, N. 1993: Potential impacts of climate change on forest ecosystems. Eur. J. For. Path. Nr. 23, 28-50.

Müller, F. 1997: Waldbauliche Anpassungsstrategien - Orientierungshilfe und Forschungsbedarf für waldbauliche Entscheidungen. In: ÖSTERREICHISCHER FORSTVEREIN (HRSG): Klimaänderung. Mögliche Einflüsse auf Wald und waldbauliche Anpassungsstrategien, Österreichischer Forstverein, Wien, 62-74.

Nobilis, F. 1997: Einschätzung der Klimaänderung durch das Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). In: Österreichischer Forstverein (Hrsg.) 1997, Wien, 7-14.

Oldfield, G. 1999: The past is not over yet. Global Change Newsletter No. 38.

Paschinger, H. 1976: Kärnten. Eine geographische Landeskunde. 1. Teil: Allgemeine Darstellung, 2. Teil: Die Wirtschaftsräume. Verlag des Landesmuseums für Kärnten. Klagenfurt.

Starlinger, F. 1997: Mögliche Auswirkungen einer Klimaveränderung auf die Waldvegetation Österreichs. In: ÖSTERREICHISCHER FORSTVEREIN (HRSG): Klimaänderung. Mögliche Einflüsse auf Wald und waldbauliche Anpassungsstrategien, Österreichischer Forstverein, Wien, 19-24.

Steinhauser, F. 1982: Verteilungen der Häufigkeiten der Windrichtungen und der Windstillen in Österreich zu verschiedenen Tages- und Jahreszeiten. - Arbeiten an der Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik, Heft 53, Wien.

Troschl, H. 1980: Klimatographischer Abriss von Kärnten. Klimadaten gemeindeweise. - Schriftenreihe für Raumforschung und Raumplanung, Band 21, Klagenfurt.

Tschernutter, P. 1982: Niederschläge in Kärnten 1951 -1980. - Schriftenreihe für Raumforschung und Raumplanung, Band 26, Klagenfurt.

Walter, H. & Lieth, H. 1960-67: Klimadiagramm-Weltatlas. - Gustav-Fischer-Verlag. Jena.

Zukrigl, K. & Kral, F. 1989: Die montanen Buchenwälder der Nordabdachung der Karawanken und Karnischen Alpen. Naturschutz in Kärnten 9, 116S.